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Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 1
BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA
VOLUMEN CONMEMORATIVO DEL CENTENARIO
REVISIÓN DE ALGUNAS TIPOLOGÍAS DE DEPÓSITOS MINERALES EN MÉXICO
TOMO LVIII, NÚM. 1, 2006, P. 1-26 
Características metalogenéticas de los depósitos de tipo 
pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial
Martín Valencia-Moreno1*, Lucas Ochoa-Landín2, Benito Noguez-Alcántara3, 
Joaquin Ruiz4, Efrén Pérez-Segura2
1 Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, UNAM, Apartado Postal 1039, Hermosillo, Sonora, México 83000.
2 Departamento de Geología, Universidad de Sonora, Hermosillo, Sonora, 83000. 
3 Servicios Industriales Peñoles S.A. de C.V., Blvd. Navarrete 277, Hermosillo, Sonora, México 83170.
4 Department of Geociences, University of Arizona, Tucson, AZ, 85721
* valencia@geologia.unam.mx 
Resumen
La abundante actividad magmática ocurrida durante el fi n del Mesozoico y el inicio del Cenozoico a lo largo de la 
Cordillera oeste de Norte América, produjo el emplazamiento de numerosos centros de mineralización de tipo pórfi do de 
cobre. Esta actividad se extendió también por todo el occidente de México, particularmente por la región noroeste del país. 
Esta región junto a las regiones aledañas de Arizona y New Mexico, en el suroeste de los Estados Unidos, constituye uno 
de los centros con mineralización de cobre más importantes en el mundo, que puede competir en tamaño con los famosos 
depósitos de la Cordillera oeste de Sur América. La mayor parte de los depósitos de cobre en México se localizan en la 
porción oriental del cinturón magmático Laramide (90-40 Ma) y predominantemente tienen edades entre 75 y 50 Ma. 
Los depósitos más grandes y mejor preservados se localizan en el noreste de Sonora, en la parte norte del cinturón, donde 
Cananea (~30 Mt Cu) y La Caridad (~8 Mt Cu) contienen acumulaciones de metal de gran relevancia a escala mundial. 
La mineralización de cobre está comúnmente acompañada por concentraciones localmente importantes de molibdeno, 
tungsteno y oro. La distribución de estos metales está aparentemente asociada a cambios regionales en el tipo de basamento 
en el cual se emplazó la mineralización. En general se distinguen tres dominios principales: el dominio norte caracterizado 
por un basamento cristalino proterozoico asociado a los terrenos Norte América y Caborca; un dominio central compues-
to por rocas paleozoicas de cuenca marina profunda subyacidas por las rocas cristalinas del terreno Caborca, también 
defi nido como el terreno Cortés; y un dominio sur representado por secuencias mesozoicas de arco de islas del Terreno 
Guerrero. Los datos isotópicos de Sr y Nd disponibles muestran que los plutones laramídicos en los dominios norte y 
central tienen fi rmas más evolucionadas en comparación con las del dominio sur, lo cual sugiere que el tipo de basamento 
intrusionado tuvo una infl uencia importante en la composición fi nal de los magmas laramídicos, y pudo haber actuado 
también como un importante control en la distribución espacial de los metales asociados a los sistemas de tipo pórfi do 
cuprífero del noroeste de México. En general, aunque los metales no están limitados geográfi camente, se puede apreciar 
una predominancia de depósitos de Cu-Mo-W en la parte norte y central del cinturón subyacida por rocas antiguas de 
afi nidad norteamericana, la cual hospeda los depósitos más importantes. Además, existen varias chimeneas brechoides con 
altas leyes de molibdeno en esta misma porción del cinturón, justo al sur de la región de Cananea y La Caridad, lo cual 
sugiere un levantamiento tectónico y erosión relativamente mayor. Más hacia el sur, el cinturón está subyacido por rocas 
más jóvenes de afi nidad oceánica, caracterizadas por el Terreno Guerrero. La mineralización es típicamente de Cu-Au y 
se encuentra bien distribuida en esta parte del cinturón; sin embargo, las dimensiones de los centros mineralizados cono-
cidos hasta ahora son relativamente pequeñas, siendo los depósitos de El Arco en Baja California (~3.6 Mt Cu) y Santo 
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1904
2004
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Tomás en el norte de Sinaloa (~1.1 Mt Cu), los ejemplos más signifi cativos. Este tipo de mineralización se extiende aún 
más hacia el sur por los estados de Michoacán, Guerrero y Chiapas, en la porción más meridional del país, sin embargo 
las posibilidades económicas en esta región parecen ser muy limitadas en comparación con la parte norte del cinturón. 
Palabras clave: Pórfi do, cobre, México, magmatismo, metalogénesis.
 
Abstract
The widespread magmatic activity that took place during the end of the Mesozoic and the beginning of the Cenozoic 
along the North American Cordillera produced the emplacement of numerous centers of porphyry copper mineralization. 
This activity extended through most of western Mexico, particularly along the northwestern part of the country. This part 
along with the neighbor regions of Arizona and New Mexico, in the United Status, constitutes one of the most important 
centers of copper mineralization on earth, which may compete in size with the famous deposits of the western Cordillera 
of South America. Most of the Mexican porphyry copper deposits are located in the eastern part of the Laramide magmatic 
belt (90-40 Ma) and have ages predominantly between 75 and 50 Ma. The largest and best preserved deposits occur in 
northeastern Sonora, in the northern part of the belt, where Cananea (~30 Mt Cu) and La Caridad (~8 Mt Cu) accomplish 
metal concentrations of great relevance at world-level. The copper ores are commonly accompanied by locally important 
concentrations of molybdenum, tungsten and gold. The metal distribution is apparently associated with regional changes 
in the type of basement where the ores were emplaced. In general, three main basement domains are distinguished: a 
northern domain which is characterized by a Proterozoic crystalline basement associated with the North America and 
the Caborca terranes; a central domain composed by Paleozoic deep-marine water rocks underlain by the crystalline 
rocks of the Caborca terrane; and a southern domain that is represented by the Mesozoic island-arc related sequences of 
the Guerrero terrane. The available Sr and Nd isotopic data show that the Laramide plutons in the northern and central 
domains display more evolved signatures compared to the those of the southern domain, which suggest the that intruded 
basement played an important role in the fi nal composition of the Laramide magmas, and may have also acted as an 
important control in the spatial distribution of the porphyry copper metals in the northwestern Mexico systems. In general, 
although the metals are not geographically restricted, a dominance of Cu-Mo-W can be observed in the north and central 
domains of the mineralized belt underlain by the ancient rocks of North American affi nity, which hosts the most important 
ore deposits. Moreover, there are several high-grade molybdenum breccia pipe bodies in this part of the belt, just south 
of the region of Cananea and La Caridad, which may suggest a relatively larger tectonic uplift and erosion. More to the 
south, the belt is underlain by younger rocks of oceanic affi nity, characterized by the Guerrero terrane. The mineralization 
is typically of Cu-Au, and is well distributed in the southern domain; however, the size of the mineralized centers known 
so far are relatively small, being the deposits of El Arco in Baja California (~3.6 Mt Cu) and Santo Tomás in northern 
Sinaloa (~1.1 Mt Cu), the most signifi cant examples. This type of mineralization extends even more to the south through 
the states of Michoacán, Guerrero and Chiapas, in the southern part of the country, but the economic possibilities of this 
region appear to be very limited compared to the northern part of the belt. 
Key words: Porphyry, copper, Mexico, magmatism,metallogenesis.
que los sistemas de pórfi do cuprífero están relacionados 
con regiones caracterizadas por la presencia de abundante 
magmatismo calco-alcalino asociado a márgenes de sub-
ducción de tipo andino (Figura 2). Además, se ha observado 
que existe una estrecha relación entre la mineralización y 
la presencia de fases plutónicas tardías de textura porfídi-
ca, que fueron emplazados en niveles sub-volcánicos de 
la corteza durante el enfriamiento de cuerpos graníticos 
mayores (Figura 2). El origen de los metales asociados es 
aún incierto, aunque se considera que la mayor parte del 
cobre fue aportado por el manto astenosférico atrapado por 
encima de la zona de subducción (Figura 2) (e.g., Sillitoe, 
1972; Ruiz y Mathur, 1999).
1. Introducción
Los sistemas de tipo pórfi do cuprífero representan la 
principal fuente de cobre y molibdeno conocida, con varios 
casos notables que superan los 1000 Mt de mineral con 
leyes de cobre arriba de 0.5% (Richards, 2003). Esto ha 
promovido un sostenido interés de las compañías mineras 
y las universidades por entender el origen y la evolución 
de estos depósitos, lo cual se refl eja en una continua eva-
luación del estado del arte al respecto (e.g., Titley y Hicks, 
1966; Titley,1982a; Friedrich et al., 1986; Pierce y Bolm, 
1995). De acuerdo con las numerosas ocurrencias de mine-
ralización de este tipo en el mundo (Figura 1), parece claro 
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 3
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Figura 1. Distribución de las principales zonas con mineralización de pórfi do cuprífero en el mundo (Adaptado de Sillitoe, 1972 y Singer et al., 
2005). 
Los pórfidos cupríferos presentan características 
metálicas y litológicas muy variadas, y en general, cada 
caso presenta su propia complejidad. Sin embargo, con 
el propósito de idealizar su anatomía, Lowell y Guilbert 
(1970) propusieron un modelo relativamente sencillo 
caracterizado por un zoneamiento lateral y vertical de la 
mineralización y de la alteración, el cual está centrado en 
un intrusivo generalmente de textura porfídica (Figura 3). 
De acuerdo con la defi nición textual de dichos autores, los 
pórfi dos cupríferos son “depósitos de sulfuros de cobre y 
molibdeno consistentes en mineralización diseminada y 
en vetillas tipo stockwork, la cual fue emplazada en varios 
tipos de roca encajonante alteradas por soluciones hidroter-
males en patrones zonados regularmente concéntricos”. La 
concepción del modelo de Lowell y Guilbert se basó en un 
estudio realizado en el depósito de San Manuel-Kalamazoo, 
en Arizona, el cual fue probado y refi nado con información 
compilada a partir de un importante número de depósitos 
de cobre y molibdeno reconocidos en Norte y Sur América. 
Luego, Sillitoe (1973) argumentó que los pórfi dos mine-
ralizantes son plutones félsicos que se emplazan a 1.5-3 
km de profundidad, y cuya infl uencia varía hacia arriba y 
hacia abajo. Hacia arriba, la actividad hidrotermal alcanza 
la columna de rocas volcánicas comagmáticas, localmente 
formando depósitos epitermales, cuya conexión con los 
sistemas de pórfi do cuprífero está cada vez más sustentada 
por argumentos geológicos y geoquímicos (e.g., Sillitoe, 
1993; Hedenquist et al., 1998; Heinrich et al., 1999; Sillitoe 
y Hedenquist, 2003, Camprubí y Albinson, este volumen). 
Hacia abajo, el plutón porfídico pasa por una zona de stoc-
kwork y alteración potásica en un plutón fanerítico, que 
a más profundidad se convierte en un plutón de mayores 
dimensiones y composición similar, pero sin alteración, 
totalizando una extensión vertical para el sistema de hasta 
8 km. Debido a que los pórfi dos cupríferos son sistemas 
ortomagmáticos (Hedenquist y Lowenstern, 1994), es de 
esperarse que la edad de la mineralización no sea muy dis-
tinta a la de los plutones productores. De hecho, se sabe que 
la diferencia entre las edades de cristalización del plutón 
principal y las de los pórfi dos asociados con la minerali-
zación es generalmente menor que 5.0 Ma, y la diferencia 
entre el pórfi do productivo y la mineralización puede ser 
menor que 1.0 Ma (Ruiz y Mathur, 1999; Zürcher, 2002). 
En general, la longevidad y dinamismo de la actividad 
hidrotermal, así como la presencia de condiciones físico-
químicas favorables en la relación fl uido-roca, son factores 
importantes para defi nir las características económicas de 
los yacimientos (e.g., Clark, 1993). Aunado a esto, la re-
petición y superposición de los eventos mineralizantes en 
un sistema dan lugar a un enriquecimiento progresivo del 
depósito, y en particular de las concentraciones de cobre 
(Gustafson et. al., 2001).
Como se puede observar en la Figura 1, los pórfi dos 
cupríferos no son exclusivos de alguna región de la Tierra 
en particular, aunque está claro que las grandes acumu-
laciones metálicas asociadas con los mismos tienen una 
estrecha relación con regiones tectónicas que involucran 
un espesor importante de corteza en el proceso magmático 
Valencia-Moreno et al.44
(Figura 2). Al parecer, las condiciones para la formación de 
este tipo de mineralización fueron ideales en las cordilleras 
occidentales de Norte y Sur América (Figura 4), las cuales 
constituyen las zonas cupríferas más ricas de América, y 
con mucho, las más importantes del mundo. Las épocas 
metalogenéticas más productivas en estas regiones ocurrie-
ron durante la última parte del Mesozoico y el Cenozoico, 
como se muestra en la Figura 5. En la Cordillera oeste de 
Norte América los pórfi dos tienen edades mayormente entre 
~88-25 Ma, formando una especie de “campana de gauss”, 
con la mayor acumulación de cobre a los ~56 Ma. Por el 
contrario, los depósitos sudamericanos son relativamente 
más jóvenes, exhibiendo dos pulsos importantes entre ~64 
y 31 Ma y entre 20 y 5 Ma, con los ejemplares más espec-
taculares emplazados al fi nal de ambos pulsos.
1.1. Marco tectónico de los pórfi dos cupríferos del 
suroeste de Norte América
Tradicionalmente los depósitos de cobre porfídico 
han tenido una posición relevante en la actividad minera 
del suroeste de Norte América, debido a que contienen 
grandes volúmenes de metal, el cual puede ser extraído a 
costos de operación relativamente bajos (Titley, 1982b). 
Una gran parte de los pórfi dos cupríferos conocidos en 
el mundo está claramente relacionada a la presencia de 
extensos arcos magmáticos, formados en la parte superior 
de la corteza por encima de las zonas de subducción en 
márgenes de tipo andino. Este es el caso de la Cordillera 
occidental de Norte América donde los depósitos de cobre 
porfídico son comunes desde Alaska hasta el sur de México 
(Figura 4). En esta región, el magmatismo relacionado a 
la mineralización estuvo activo por un amplio intervalo 
de tiempo. Comenzó hace unos 200 Ma en la región de 
British Columbia, Canadá, y migró de manera gradual 
hacia el sur, llegando al noreste de Sonora entre los 64 y 55 
Ma. Posteriormente la migración alcanzó la región centro 
y sur del occidente de México entre los 45 y 31 Ma, y el 
extremo sur del país, en la región de Chiapas, hace unos 6 
Ma (Damon et. al., 1983a).
Aunque durante este tiempo el plutonismo fue muy 
abundante a lo largo de toda la Cordillera, los pórfi dos 
cupríferos de mayor importancia y el mayor número de 
ocurrencias se localizan en la porción sureste de Arizona y 
las regiones adyacentes de Sonora y New Mexico (Figuras 
4 y 6). Por otro lado, la mayoría de los depósitos tiene 
edades entre 74 y 55 Ma (Titley, 1990), aunque existen 
evidencias de mineralización más antigua, como por 
ejemplo en Bisbee, Arizona y El Arco, Baja California 
(Figura 6); sin embargo, es claro que el principal pulso 
metalogenético ocurrió durante el evento Laramide (90-
40 Ma, Damon et al., 1983a,b). De acuerdo con Damon et 
al. (1983a,b), la deformación Laramide y el magmatismo 
asociado son producto de los efectos geodinámicos enun 
régimen de subducción, iniciado por un marcado cambio 
en el ángulo de inclinación de la placa oceánica Farallon 
debajo de Norte América. Durante la mayor parte del 
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Figura 2. Modelo tectónico esquemático de una zona de subducción en un margen de tipo andino mostrando la evolución del magma, desde su origen 
inicial en la cuña de manto astenosférico, hasta el ambiente volcánico y sub-volcánico involucrado en la generación y emplazamiento de los pórfi dos 
de cobre. 
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 5
Cretácico, el alto ángulo de la subducción estuvo asociado 
a la presencia de un eje magmático relativamente estático, 
ubicado en una zona adyacente a la paleotrinchera Pacífi co 
(Coney y Reynolds, 1977; Silver and Chappell, 1988). 
Para fi nales del Cretácico (~70 Ma), el ángulo de la placa 
subducida se redujo considerablemente debido al aumento 
en la velocidad de la convergencia de las placas, alejando 
la cuña de manto astenosférico en relación a la trinchera, 
lo cual se explica de manera esquemática en la Figura 
7. El alejamiento de la astenósfera causó una migración 
acelerada del eje del magmatismo hacia el este, desde las 
regiones costeras hacia el interior del continente, alcan-
zando el máximo avance entre los 55 y 40 Ma (Damon et 
al., 1983a; Humphreys et. al., 2003). Durante este lapso, 
la zona de acoplamiento entre las placas Farallón y Norte 
América aumentó su extensión de unos 200 km a ~1000 
km (English et. al., 2003). Esta geometría subhorizontal 
de la subducción generó marcados esfuerzos compresivos 
en la zona de acoplamiento propiciando un notable engro-
samiento cortical (Dickinson, 1989; English et. al., 2003). 
La fase tardía de este evento (~65 Ma) coincide con una 
abundante actividad plutónica, así como con la etapa más 
productiva en la generación de pórfi dos cupríferos del 
suroeste de Norte América.
A pesar de los grandes avances que se tienen actual-
mente en relación al conocimiento del origen y evolución 
de estos depósitos, para Titley (1993) existen aún tres 
interrogantes que deben ser atendidas con respecto a la 
gran provincia de Sonora-Arizona-New Mexico: 1) ¿cuáles 
son las causas o factores que propiciaron la espectacular 
concentración de cobre en esta región, y en este lapso de 
tiempo particular (75-50 Ma)?; 2) ¿qué rasgos o fenómenos 
controlaron la localización específi ca de los yacimientos 
en estos distritos mineros? y; 3) ¿cuál fue la fuente de los 
metales, particularmente del Cu y el Mo? Las tareas para 
investigar estas interrogantes continúan y varios estudios 
recientes sugieren algunos factores que podrían ayudar a 
encontrar posibles respuestas. Entre los rasgos principales 
que pudieron haber determinado las condiciones favorables 
en esta provincia se encuentran los siguientes: 
1. La ubicación en el borde del cratón norteamericano 
en franjas orogénicas con corteza continental engrosada, ca-
racterística de los márgenes continentales de convergencia 
rápida y subducción prolongada. Un ejemplo excepcional 
es la franja de los Andes centrales de Perú y Chile, donde 
la subducción ha estado activa por más de 200 Ma (Clark, 
1993; Camus, 2003). 
2. Un abundante magmatismo asociado a zonas de 
subducción en márgenes convergentes de tipo andino. 
En el caso de la provincia metalogenética del suroeste de 
Norte América, esto está caracterizado por un magmatismo 
dominantemente calco-alcalino y metaluminoso típico de 
este ambiente tectónico. Asimismo, la presencia de mag-
netita y esfena sugiere que los magmas fueron oxidados y 
relativamente pobres en Fe y Ti, lo cual favorecería además 
la presencia de algunos elementos como el Cu, Pb, Zn, Be, 
Fe, Mn, U, La, Ce (Keith y Swan, 1996). En contraste, 
otros metales incluyendo Au, Sn, In, Sb, Tl, Yb y el grupo 
del platino, parecen estar más asociados con procesos 
de cristalización en ambientes reducidos (Sillitoe, 1996; 
Tetsuichi y Katsushiro, 1997).
3. La presencia de un basamento caracterizado por un 
potente espesor de rocas proterozoicas cristalinas y rocas 
sedimentarias de plataforma con edades que van desde el 
fi n del Proterozoico al Paleozoico (Titley, 1982b; Farmer 
y DePaolo, 1984; Lang y Titley, 1998).
4. La presencia de centros intrusivos polifásicos, en 
particular con composiciones de diorita-monzonita en las 
fases iniciales, granodiorita-cuarzomonzonita en las fases 
intermedias (más favorables para la mineralización), y más 
graníticas en las fases tardías. Dichas intrusiones fueron 
acompañadas por troncos sub-volcánicos de textura porfí-
dica, de igual o similar composición en cada caso (Damon, 
1986; Tosdal y Richards, 2001). 
5. Un ambiente subvolcánico favorable para el empla-
zamiento de los intrusivos porfídicos, el cual generalmente 
coincide con un centro estratovolcánico de tipo andesítico 
(Figura 5.2 en Titley 1982b). Las menas de cobre asocia-
das son una parte integral de la evolución magmática, y 
parece claro que están controladas por este ambiente sub-
volcánico, así como por las condiciones físico-químicas 
de los fl uidos hidrotermales durante el emplazamiento y 
el enfriamiento de las intrusiones porfídicas (e.g., Titley, 
1993; Sillitoe, 1996).
2. Los pórfi dos cupríferos de México
Los sistemas de pórfi do de cobre en México, incluyendo 
algunos depósitos asociados particularmente de tipo skarn 
y brechas hidrotermales, aparecen en un cinturón orientado 
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Figura 3. Modelo de Lowell y Guilbert (1970) para el depósito de San 
Manuel-Kalamazoo, Arizona, mostrando el zoneamiento vertical y lateral 
de la alteración y la mineralización típico de los pórfi dos de cobre.
Valencia-Moreno et al.66
2000 km
Océano
Pacífico
Océano
Atlántico
90° W 50° W70° W110° W130° W150° W
50° S
30° S
10° N
10° N
30° N
50° N
70° N
21
30
33
30
25
46
12
El Teniente
Los Bronces
Los Pelambres
La Escondida
Chuquicamata
Collahuasi
Toquepala
Río Blanco
Cananea
La Caridad
Morenci-Metcalf,
Safford
Santa Rita
Esperanza, Sierrita,
Mission-Pima
Miami-Inspiration,
Rye, Superior
Bingham
Cuajone
NE-SW expuesto a lo largo de toda la porción occidental 
del país. En general, se reconocen unos 60 depósitos (Tabla 
1) de los cuales cerca del 70% se localizan en la porción 
noroeste de México, particularmente en los estados de 
Sonora y Sinaloa, que forma la parte más importante del 
cinturón (Figura 6). Entre las localidades más destacadas 
están Cananea y La Caridad en el noreste de Sonora (Figura 
6), considerados depósitos de gran relevancia a escala 
mundial. Junto con los grandes depósitos del sur de Arizona 
y el oeste de New Mexico, en el suroeste de los Estados 
Unidos, los pórfidos de cobre del noroeste de México 
constituyen una de las provincias cupríferas más relevantes 
de la Tierra (Titley, 1993). Por este motivo, el presente 
trabajo hace un mayor énfasis en las características de los 
mismos. Esta provincia, comúnmente reconocida como 
“el gran cluster” de los pórfi dos cupríferos de Arizona, 
Sonora y New Mexico (Keith y Swan, 1996; Figuras 2 y 4), 
incluye unas cincuenta localidades de comprobado interés 
Figura 4. Ubicación de los cinturones con mineralización de pórfi do de cobre en las Cordilleras occidentales de Norte y Sur América, mostrando los 
depósitos más signifi cativos. Las zonas achuradas indican regiones preferenciales o “clusters” cuyo número decentros mineralizados individuales está 
indicado.
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 7
económico, 12 de las cuales han sido clasifi cadas como de 
tamaño gigante (>2.5 Mt Cu, Laznicka, 1999; Clark, 1993). 
Para tratar de defi nir la importancia de estos depósitos en 
México, basta mencionar el hecho de que la operación de 
las minas asociadas a estos sistemas mineralizados produce 
el 95% del cobre total del país. Esto representa cerca del 
3.3% del cobre porfídico estimado a nivel global (Figura 
8a), y aproximadamente el 18.1% del potencial estimado 
para el “gran cluster” (Figura 8b).
A pesar de ello, las características geológicas y metalo-
genéticas de los depósitos mexicanos en el “gran cluster” 
están aún muy poco documentadas. Más hacia el sur de esta 
rica provincia, la mayoría de las ocurrencias son de impor-
tancia marginal, y la información al respecto es muy escasa 
y dispersa. Por este motivo, en este trabajo se incluye un 
inventario geológico-económico con las características más 
relevantes recopiladas de diversas fuentes. Cabe aclarar que 
en algunos casos los depósitos no son pórfi dos de cobre en 
el sentido estricto, pero se trata de sistemas centrados en 
intrusivos, cuya asociación metálica y alteración sugieren 
una afi nidad con este tipo de proceso metalogenético.
2.1. Marco geológico de la mineralización
Aunque la fuente de los metales asociados a los sis-
temas de cobre porfídico en México es en gran medida 
desconocida, existe un aparente control geográfi co de la 
mineralización que sugiere la posible participación de la 
corteza intrusionada (Valencia-Moreno, 1998). Esto hace 
que los esfuerzos realizados para entender las característi-
cas geotectónicas de los diferentes bloques de basamento 
en los que se emplazó la mineralización sean muy impor-
tantes. De acuerdo con Valencia-Moreno et al. (2001), la 
corteza proterozoica de Norte América se extiende desde el 
suroeste de los Estados Unidos a través de Sonora, hasta la 
porción sur del Estado. Este basamento se caracteriza por 
una serie de afl oramientos de rocas plutónicas y metamór-
fcas en facies de las anfi bolitas, que afl oran principalmente 
en el noroeste de Sonora, particularmente hacia el sur de 
Caborca (Figura 9). Por otro lado, en la parte norte y no-
reste de Sonora afl ora una secuencia proterozoica de rocas 
volcánicas y sedimentarias deformadas con metamorfi smo 
en facies de los esquistos verdes. De acuerdo con Anderson 
y Silver (1979), ambas regiones constituyen dos provincias 
temporales con edades de cristalización de 1700-1800 y 
1600-1700 Ma, respectivamente. Esta diferencia tempo-
ral sirvió de argumento a dichos autores para plantear la 
existencia de una falla jurásica con desplazamiento lateral 
izquierdo, que dislocó parte del basamento norteamericano, 
desplazándolo unos 800 km al sureste, la cual denominaron 
la megacizalla Mojave-Sonora (Figura 9). Aunque este mo-
delo ha sido tradicionalmente aceptado en la confi guración 
paleogeográfi ca de México (e.g., Campa y Coney, 1983; 
Stewart, 1988; Sedlock et al., 1993), la existencia de esta 
megacizalla, al menos en los términos originales propuestos 
por Anderson y Silver, ha sido cuestionada (e.g., Dickinson 
y Lawton, 2001; Iriondo et al., 2004). Más al sur en Sonora 
central, las rocas cristalinas proterozoicas son muy escasas, 
aunque se reconocen al norte y este de Hermosillo en la 
región de Cerro de Oro (González-León y Jacques-Ayala, 
1988) y en la Sierra de Mazatán (Vega-Granillo y Calmus, 
2003) (Figura 9). 
En la región centro-oriental de Sonora, particularmente 
al oriente de Mazatán (Figura 9), estas rocas están 
cubiertas por una gruesa secuencia de carbonatos con 
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Figura 5. Gráfi ca de la distribución de los contenidos de cobre total contra la edad de la mineralización para las Cordilleras occidentales de Norte 
América (rombos negros) y Sur América (cuadros blancos), de acuerdo con datos de Singer et al. (2005).
Valencia-Moreno et al.88
edades comprendidas entre el fi n del Proterozoico y el 
Paleozoico, la cual fue cabalgada en su parte sur por una 
serie de láminas tectónicas de sedimentos paleozoicos de 
cuenca marina profunda, transportados compresivamente 
al N-NW entre el Pérmico Tardío y el Triásico Medio 
(Poole et al., 1991; Stewart y Roldán-Quintana, 1991; 
Valencia-Moreno et al., 1999). A pesar de su abundancia, 
los afl oramientos de rocas paleozoicas terminan de manera 
muy abrupta un poco más al sur de este límite tectónico. En 
su lugar se expone una secuencia de sedimentos clásticos 
continentales y localmente marinos del Triásico Tardío, 
conocidos como el Grupo Barranca, que se depositaron en 
cuencas tectónicas elongadas en dirección E-W (Stewart 
y Roldán-Quintana, 1991), formadas después de la 
deformación compresiva. Sin embargo, rocas paleozoicas 
de cuenca marina profunda afl oran de nuevo en el sur de 
Sonora y el norte de Sinaloa (Gastil et al., 1991; Dreier y 
Braun, 1995), aunque su relación geológica con las rocas 
expuestas al norte es incierta. 
Más hacia el sur, el basamento de la mayor parte del oc-
cidente de México está dominado por las rocas del Terreno 
Guerrero (Figura 9) (Campa y Coney, 1983). Este terreno 
es el más grande de toda la Cordillera norteamericana 
(Centeno-García et al., 1993) y está compuesto por varios 
sub-terrenos cuyas relaciones entre sí son complejas (e.g., 
Coney y Campa, 1987; Sedlock et al., 1993). En general 
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Figura 6. Mapa del cinturón laramídico de pórfi dos de cobre del noroeste de México, mostrando la ubicación de los depósitos individuales. La zona gris in-
dica la región del llamado “gran cluster” de los pórfi dos de cobre de la Cordillera oeste de Norte América, resaltando los ejemplares más importantes.
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 9
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cas y volcaniclásticas de afi nidad oceánica, asociadas con 
arcos de islas del Jurásico Medio y Cretácico Temprano, 
los cuales fueron acrecionados a Norte América en el 
Cretácico Tardío (Campa y Coney, 1983; Centeno-García 
et al., 1993). Sus afl oramientos se extienden desde el norte 
de Sinaloa, donde se reconocen meta-andesitas, tobas, 
sedimentos pelágicos, basaltos almohadilados y rocas ul-
tramáfi cas del Cretácico Temprano (Ortega-Gutiérrez, et 
al., 1979; Servais, et al., 1986), y posiblemente desde el 
sur de Sonora (Valencia-Moreno et al., 2001).
 
2.2. Caracterización geoquímica e isotópica del 
basamento encajonante de la mineralización
De acuerdo con Campa y Coney (1983), los diferentes 
terrenos tectónicos reconocidos en México pudieron haber 
sido un control decisivo en la acumulación de los metales 
en los diferentes yacimientos minerales del país. En su 
mayor parte, los metales fueron concentrados y distribuidos 
durante la actividad de una serie de eventos magmáticos. 
En particular, se considera que una importante fracción 
de la mineralización está claramente asociada con la pre-
sencia de plutones graníticos de edad laramídica (90-40 
Ma) (e.g., Damon et al., 1983a; Clark et al., 1988; Mead 
et al., 1988; Barton et al., 1995; Staude y Barton, 2001). 
El caso más relevante es sin duda la porción norte del cin-
turón de pórfi dos de cobre, el cual se emplazó en varios 
tipos de basamento. Se ha comprobado que la interacción 
de los materiales de dichos basamentos con los magmas 
laramídicos, modifi có la composición química e isotópica 
de los plutones graníticos asociados (Valencia-Moreno et 
al., 2001). Debido a que los intrusivos porfídicos causantes 
de la mineralización de cobre son claramente facies tardías 
de los plutones graníticos principales (e.g., Damon, 1986), 
resulta bastante lógico suponer que el tipo de basamento 
intrusionado pudo haber jugado un papel muy importante en 
la metalogénesis de los los sistemas de pórfi dos de cobre. 
De acuerdo con el análisis geoquímico e isotópico de las 
rocas graníticas del noroeste de México, existen evidencias 
que sugieren que la composición de los magmas asociados 
al cinturón de granitoides laramídicos fue modifi cada por 
la interacción con materiales de distintos bloques cortica-
les (Valencia-Moreno et al., 2001, 2003). Los resultados, 
resumidos en la Figura 10, indican relaciones isotópicas 
iniciales de 87Sr/86Sr entre 0.7070 y 0.7089 en la parte 
norte del cinturón subyacida por las rocas del basamento 
cristalino proterozoico de Norte América; entre 0.7064 
y 0.7073 en la región central dominada por las rocas de 
cuenca marina del Paleozoico y los sedimentos triásicos del 
Grupo Barranca; y entre 0.7026 y 0.7062 en la porción sur 
del cinturón dominada por las rocas del terreno Guerrero. 
Por otro lado, las relaciones iniciales de 143Nd/144Nd, expre-
sadas en unidades de epsilon neodimio (εNd), revelaron una 
variación similar con fi rmas entre -5.4 y -4.2 en la porción 
norte; entre -5.1 y -3.4 en la parte central; y entre -0.9 y 
+4.2 en la parte sur del cinturón granítico. Como se puede 
observar, los datos revelan una progresión norte-sur en la 
composición isotópica inicial, con relaciones de estroncio 
más altas y valores de εNd más negativos en los plutones 
de la parte norte, y de manera inversa en los granitos de la 
Figura 7. Modelo tectónico esquemático de una zona de subducción en un margen de tipo andino con una corteza engrosada, mostrando la migración 
del arco magmático hacia el continente debido al aplanamiento progresivo del ángulo de subducción.
Valencia-Moreno et al.1212
parte sur del cinturón (Figura 10a), lo cual sugiere que la 
composición del magma fue modifi cada de manera muy 
signifi cativa por procesos de asimilación cortical. Aunado 
a las características isotópicas encontradas, es interesante 
notar que las rocas graníticas de la parte norte del cinturón 
mostraron concentraciones considerablemente mayores de 
tierras raras (REE) y patrones normalizados enriquecidos 
en REE ligeras, con una característica anomalía negativa 
de europio muy pronunciada. Por el contrario, los plutones 
que fueron emplazados en la región sur, subyacida por el 
terreno Guerrero, mostraron un menor enriquecimiento 
de REE, y pendientes mucho más planas con anomalías 
de europio muy poco defi nidas. Los granitos de la región 
central tienen fi rmas geoquímicas e isotópicas que se trasla-
pan, en particular con los granitos de la parte norte, pero en 
general muestran valores intermedios entre éstos y los que 
se observan en la región sur del cinturón (Figura 10b).
Asumiendo que los valores iniciales de 87Sr/86Sr de 
0.706 y εNd de -3.4 caracterizan el límite del basamento 
proterozoico de Norte América, Valencia-Moreno et al. 
(2001) propusieron que el basamento norteamericano se 
extiende al sur por el subsuelo de Sonora hasta los límites 
con Sinaloa. Más al sur los valores isotópicos claramente 
más primitivos sugieren la existencia de una corteza más ju-
venil, que puede estar representada por el terreno Guerrero 
y su basamento deposicional (Figura 10a).
3. Sinopsis de los depósitos de tipo pórfi do de 
cobre de México
El territorio mexicano ha estado sujeto a una continua 
sucesión de eventos tectono-magmáticos, particularmente 
desde la parte media del Mesozoico hasta tiempos recientes. 
Estos eventos han dejado marcadas huellas de su actividad, 
y en algunos casos, han estado asociados a la generación 
de numerosos centros mineralizados (e.g., Staude y Barton, 
2001), entre los que destaca el cinturón de pórfi dos de 
cobre. Este cinturón se extiende en dirección NW-SE y 
es notablemente más amplio en la parte norte, debido a 
un mayor efecto de la tectónica extensional asociada al 
sistema Basin and Range (Damon et al. 1983a). La región 
de Arizona, el oeste de Nuevo Mexico y el norte de Sonora 
contiene los depósitos más atractivos. Sin embargo, a pe-
sar de su importancia, los depósitos sonorenses están aún 
muy poco documentados.Hacia la parte sur del cinturón, 
la mineralización es aún bastante continua, pero las mani-
festaciones de cobre porfídico hasta ahora conocidas son 
de una importancia marginal.
En la mayoría de los casos, los sistemas de pórfi do cu-
prífero en esta región se caracterizan por grandes zonas con 
alteración hidrotermal potásica, fílica, propilítica y argílica, 
relacionadas con la presencia de troncos hipabisales cuya 
composición varía entre monzonitas y cuarzo-dioritas. La 
mineralización se presenta principalmente como zonas de 
stockwork ó en forma diseminada, especialmente hospeda-
da en rocas volcánicas laramídicas de composición inter-
media, así como en los mismos intrusivos sub-volcánicos. 
Existen además importantes concentraciones asociadas con 
estructuras brechoides y zonas de skarn, con mineralización 
de Mo, Ag, Au, W, Pb y Zn. En México, los pórfi dos con 
mineralización de Cu-Mo-W son en general más abundan-
tes e importantes, destacando Cananea y La Caridad, pero 
existe un segundo tipo de pórfi dos con mineralización de 
Cu-Au que están más restringidos a la porción sur del cin-
turón en Sinaloa, Baja California (una vez que su posición 
pre-apertura del Golfo de California ha sido restituida; 
Figura 11), Michoacán, Guerrero y Chiapas.
3.1. Descripción de los depósitos
De acuerdo a las consideraciones anteriores respecto al 
basamento del noroeste de México y sus posibles implica-
ciones metalogenéticas, se dividió el cinturón de pórfi dos 
de cobre en tres dominios: 1) dominio norte, caracterizado 
por rocas del basamento proterozoico de Norte América y 
su cobertura sedimentaria neoproterozoica y paleozoica; 
2) dominio central, compuesto por rocas paleozoicas de 
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Figura 8. Diagramas del potencial de los depósitos de cobre del noroeste de 
México, comparados con el resto de los depósitos de pórfi do de cobre en 
el mundo (a), y en el contexto del llamado “gran cluster” de Arizona-New 
Mexico-Sonora (b) (datos calculados a partir de Singer et al., 2005).
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 13
cuenca marina profunda subyacidas por rocas del basa-
mento proterozoico de Norte América; y 3) dominio sur, 
cuyo basamento está caracterizado por las rocas del terreno 
Guerrero y sus cimientos, y por la ausencia de rocas de 
afi nidad norteamericana en el subsuelo (Figura 11). La 
distribución geográfi ca de estos dominios y los diferentes 
depósitos asociados a los mismos se presenta en las Figuras 
6 y 12, a las cuales están referidas las distintas localidades 
mencionadas en la siguiente descripción. Un resumen de 
las principales características geológico-económicas de los 
depósitos individuales también se ofrece en la Tabla 1.
3.2. Dominio Norte
3.2.1. Distrito de Cananea.
Cananea constituye el distrito minero más importante 
de México, y se reconoce como una de los principales 
complejos de pórfi do de cobre en el mundo (Bushnell, 
1988). Se localiza en la parte norte de Sonora, a aproxi-
madamente 250 km al noreste de Hermosillo y 160 km al 
sur de Tucson, Arizona (Figura 6). La zona mineralizada 
se extiende en dirección NW-SE, e incluye los depósi-
tos de Cananea (1), Mariquita (2), María (3), Lucy (4), 
Milpillas (5) y El Alacrán (6), entre los más relevantes. La 
geología de Cananea exhibe un basamento de unos 1,000 
m de espesor de cuarcitas y carbonatos del Cámbrico al 
Carbonífero, dividido en las Formaciones Bolsa, Abrigo, 
Escabrosa y Martín, subyacidos por un granito proterozoico 
con una edad U-Pb en circones de 1,440±15 Ma (Anderson 
y Silver, 1977). Estas rocas descansan de manera discor-
dante por debajo de una gruesa secuencia de tobas y fl ujos 
de composición intermedia a félsica de las Formaciones 
Elenita y Henrietta de posible edad triásica (?) y jurásica 
(Valentine, 1936). Por encima aparece una cubierta volcá-
nica discordante de unos 1500 m de espesor, dominada por 
fl ujos de andesitas y dacitas laramídicas de las Formaciones 
Mariquita y Mesa (Meinert, 1982; Bushnell, 1988). El vol-
canismo laramídico estuvo acompañado por varios pulsos 
intrusivos contemporáneos, que incluyen la diorita Tinaja, 
la granodiorita Cuitaca y la monzo-diorita Chivato. Estos 
dos últimos intrusivos presentan edades U-Pb en circones 
de 64±3 Ma y 69±1 Ma, respectivamente (Anderson y 
Silver, 1977). Las inyecciones tardías de plutones porfí-
dicos cuarzo-feldespáticos y troncos riolíticos, algunos 
de los cuales son responsables de la mineralización en el 
distrito de Cananea, presentan edades entre 59.9±2.0 Ma 
y 57.4±1.6 Ma (Wodzicki, 2001).
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Figura 9. Distribución de los principales rasgos del basamento en el noroeste de México (modifi cado de Valencia-Moreno et al., 2001). MSM: Megacizalla 
Mojave-Sonora; FSA: Falla San Andrés; Cb: Caborca; H: Hermosillo; M: Mazatán; G: Guaymas; N: Navojoa; B: Batopilas; Cu: Culiacán.
Valencia-Moreno et al.1414
La mayor parte de la producción de cobre proviene de la 
mina de Cananea, a partir de la explotación a cielo abierto 
de importantes horizontes de enriquecimiento supergénico 
con más de 500 m de espesor, relacionados a una serie de 
pórfi dos cuarzo-feldespáticos (Meinert, 1982; Wodzicki, 
2001). Sin embargo, las leyes más altas están asociadas 
a chimeneas brechoides, las cuales fueron minadas en 
el pasado, aunque algunas son aún de gran importancia 
económica (Bushnell, 1988). Entre éstas, la brecha de La 
Colorada fue sobresaliente, con 7 Mt de mineral de mineral 
con leyes del 6% de Cu, 0.4 de Mo y valores de Au y Ag 
(Ramón Ayala, Mexicana de Cananea, S.A. de C.V., com. 
pers.). Además, algunos depósitos tipo skarn dominados por 
bornita y calcopirita también fueron minados antiguamente 
en Puertecitos, al noroeste de la mina de Cananea (Meinert, 
1982; Enaudi, 1982). Las reservas estimadas de Cananea 
suman 7140 Mt de mineral con 0.42% de Cu, 0.008% de 
Mo y 0.012 gr/ton de Au (Singer et al., 2005), represen-
tando un total de 30 Mt de Cu metálico. La mineralización 
tuvo lugar entre 58.5±2.1 Ma y 52.8±2.3 Ma, de acuerdo 
con edades K-Ar en biotita y sericita, respectivamente 
(Barton et al., 1995), aunque una edad K-Ar en fl ogopita 
de la brecha La Colorada indicó 59.9±2.1 Ma (Damon et 
al., 1983a). Debido a su importancia, la zona de Cananea 
es la región mejor estudiada del cinturón (e.g., Perry, 1933; 
Valentine, 1936; Meinert, 1982; Bushnell, 1988; Wodzicki, 
2001). Sin embargo, las características geológicas y los 
aspectos relacionados al origen de la mineralización son 
aún poco conocidos, particularmente en términos de una 
evaluación basada en técnicas modernas de geoquímica y 
geoquímica isotópica. 
Los depósitos de Milpillas y Mariquita se ubican a unos 
14 km al noroeste de la mina de Cananea y están separados 
entre sí por una distancia de 5 km. Ambos depósitos están 
actualmente en operación, sin embargo, aún se encuentran 
poco documentados en la literatura. Mariquita contiene 35 
Mt de mineral con leyes de 0.4-0.6% de Cu, mientras que 
para Milpillas se estiman reservas de 30 Mt con 2.5% de 
Cu. Ambos depósitos presentan una geología similar a la 
descrita para el distrito en general, con la particularidad de 
que en esta zona las rocas más antiguas corresponden a fl u-
jos volcánicos de la Formación Henrrieta de probable edad 
jurásica, que fueron intrusionadas por una serie de pórfi dos 
de cuarzo-feldespatoa los cuales se asocia la mineralización 
primaria. Ambos depósitos exhiben gruesos depósitos de 
gravas terciarias que cubren la zona mineralizada de manera 
parcial en Mariquita, y totalmente en el caso de Milpillas. 
Es importante hacer notar que este sepultamiento clástico-
continental pudo haber tenido una infl uencia importante 
en los procesos de enriquecimiento y formación de cobre 
exótico. Estudios recientes de Re-Os en molibdenitas de 
Milpillas indicaron una edad de aproximada de 63 Ma 
(Valencia et al., 2006). 
Existen también otros dos depósitos de tamaño relati-
vamente menor pero con altas leyes, ubicados muy cerca 
de la mina de Cananea, conocidos como María y Lucy. El 
primero se ubica a unos 10 km al noroeste de Cananea y 
se encuentra actualmente agotado, mientras que el segundo 
está aún en operación, aunque sus características principa-
les no han sido documentadas. Lucy es un depósito muy 
pequeño y relativamente simple, que está constituido por un 
tronco de granodiorita con una espectacular mineralización 
de molibdenita y cantidades menores de calcopirita, con 
una edad Re-Os muy parecida a la observada en Milpillas 
(Rafael del Río Salas, University of Arizona, com. pers.). 
En el caso de María, una descripción muy detallada de sus 
características fue presentada por Wodzicky (2001). Este 
depósito está centrado en un tronco cuarzo-feldespático 
y se caracteriza por una zona de stockwork de calcopirita 
de unos 7 Mt con leyes del 0.8% de Cu y 0.04% de Mo, 
y una brecha pegmatítica con sulfuros masivos de aproxi-
madamente 1.6 Mt con el 6% de Cu, 0.36% de Mo y 31 
gr/ton de Ag (Barton et al., 1995). La producción, concluida 
en 1996, incluyó un total de 0.65 Mt con 9.45% de Cu y 
0.232% de Mo de la zona de sulfuros masivos, y 0.4 Mt 
con 1.30% de Cu y 0.53% de Mo de la brecha pegamatítica 
(Wodzicky, 2001).
El Alacrán (6), ubicado ~17 km al sureste de la mina 
de Cananea, es un depósito de 0.7 Mt de mineral con 
0.5% de Cu (Consejo de Recursos Minerales, 1992) 
hospedado en una secuencia de rocas volcánicas de 
700 m de espesor, compuesta por derrames, tobas y 
aglomerados de composición intermedia. Esta secuencia 
está intrusionada por diques y troncos porfídicos de 
composición cuarzo-feldespática orientados NE-SW, 
considerados como los responsables de la mineralización. 
De acuerdo con fechamientos K-Ar en biotitas, la edad 
de la alteración hidrotermal se estima en 56.7±1.2 Ma 
(Damon et al., 1983a), y está caracteriza por una zona 
potásica enmascarada por un importante halo de cuarzo-
sericita cercana a los intrusivos porfídicos y una alteración 
propilítica periférica. La mineralización está mayormente 
distribuida en la zona potásica y la zona cuarzo-sericítica, y 
consiste en calcopirita y molibdenita en forma diseminada y 
en stockwork. Estudios recientes de Re-Os en molibdenitas 
de este depósito arrojaron edades de 60.9 ± 0.2 y 60.8 ± 
0.2 Ma (Barra et al., 2005).
3.2.2. Distrito de Nacozari.
 Nacozari representa el segundo distrito en tamaño 
dentro del cinturón de pórfi dos cupríferos del noroeste de 
México, destacando como un importante productor de cobre 
a escala mundial. Este distrito se localiza en el noreste de 
Sonora a 185 km al N-NE de Hermosillo, y su principal 
centro mineralizado se ubica a aproximadamente 1.5 km 
al este del poblado de Nacozari de García. Sus principales 
ocurrencias son La Caridad (7), Pilares (8), Bella Esperanza 
(9), Los Alisos (10), Florida-Barrigón (11) y El Batamote 
(12). La geología del distrito incluye rocas sedimentarias 
del Cretácico Temprano pertenecientes al Grupo Bisbee, 
las cuales afl oran mejor en la parte noroeste del área en 
la zona de Florida-Barrigón (Theodore y Priego de Wit, 
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 15
1978). Una gran parte del área está cubierta por fl ujos de 
derrames y tobas intermedias y félsicas de edad laramídi-
ca, las cuales están intrusionadas por una serie de troncos 
sub-volcánicos. La mina de La Caridad es el sitio más 
importante y mejor estudiado del distrito (e.g., Echávarri-
Pérez, 1971, 1973; Livingston, 1973, 1974; Seagart et 
al., 1974; Berchenbritter, 1976), aunque esto es relativo 
ya que no existe mucha información actualizada sobre 
este depósito. Es por mucho la zona con mayor acumula-
ción de metales, con un aproximado de más de 1800 Mt 
de mineral con 0.452% de Cu y 0.0247% de Mo (Singer 
et al., 2005), representando un volumen total de 8.14 Mt 
de Cu contenido. La mineralización está asociada a un 
intrusivo cuarzo-monzonítico de edad comprendida entre 
54-55 Ma (Damon et al., 1983a). Esta edad es ligeramente 
más antigua a las edades obtenidas recientemente en base 
a Re-Os en molibdenitas estimada entre 53.8 y 53.6 Ma 
(Valencia et al., 2004), lo que sugiere que el evento mag-
mático-hidrotermal en La Caridad fue relativamente corto. 
El resto de los centros mineralizados están inactivos; sin 
embargo, actualmente se están realizando campañas de 
exploración en algunas zonas, incluyendo Los Alisos y 
Florida-Barrigón. Cabe mencionar que la mina Pilares fue 
uno de los primeros sitios en desarrollar actividad minera 
en el norte de Sonora. Este depósito consiste en una brecha 
volcánica de composición latítica, cuyos fragmentos se 
encuentran cementados por especularita. Bella Esperanza 
consiste en una zona de stockwork y brechas asociadas 
a un tronco cuarzo-monzonítico de 55.9±1.2 Ma (K-Ar 
en biotita), emplazado en rocas volcánicas laramídicas 
(Damon et al., 1983a). El depósito está caracterizado por 
una impresionante zona de oxidación, sin embargo no se ha 
detectado aún la presencia de mineralización económica.
 
3.2.3. Distrito de Cumobabi.
 Aunque actualmente inactivo, hace algunos años 
el distrito de Cumobabi fi guró como el primer productor 
de molibdeno del país, con una producción reportada de 
2.9 Mt de mineral con leyes de 0.245% de Mo y 0.165% 
de Cu (Consejo de Recursos Minerales, 1992). Este distrito 
se ubica en la porción norte-central de Sonora a 150 km al 
noreste de Hermosillo. Su importancia estaba centrada en 
la brecha de San Judas (13), aunque existen muchas otras 
zonas mineralizadas entre las que destacan Transvaal (14), 
Cobre Rico (15) y Washington (16). La geología del distrito 
de Cumobabi es relativamente simple en el sentido de que 
no se conocen afl oramientos del basamento pre-laramídico. 
Las rocas más antiguas consisten en andesitas y dacitas 
cortadas por un plutón monzonítico con una edad K-Ar en 
biotita de 63.1±1.7 Ma, expuesto en la zona de San Judas 
(Scherkenbach et al., 1985). Por otro lado, un plutón gra-
nodiorítico en el área de la mina Washington dio una edad 
K-Ar en biotita de 56.4±1.2 Ma (Damon et al., 1983a), 
lo cual aproximadamente constriñe la edad del evento 
intrusivo pre-mineral en el distrito de Cumobabi. Edades 
K-Ar en biotita y sericita asociadas al evento hidrotermal 
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Figura 10. Diagrama de correlación isotópica Sr-Nd (a) y de la composición de tierras raras (b) para rocas intrusivas laramídicas en el noroeste de 
México. El espectro gris en (b) muestra el campo composicional de los granitos emplazados en el dominio norte. Modifi cado de Valencia-Moreno et 
al., 2001 y 2003.
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3.2.4. El Crestón.
El Crestón (17) es un depósitoaislado ubicado al oes-
te del distrito de Cumobabi, a unos 100 km al norte de 
Hermosillo. Se caracteriza por la presencia de un complejo 
meta-plutónico de edad paleoproterozoica formado por 
gneises y esquistos cortados por el granito Crestón cuya 
edad U-Pb en circones es de aproximadamente 1730 Ma 
(Valenzuela-Navarro et al., 2003, 2005). Estas rocas forman 
una estructura de tipo “techo colgante” sobre un plutón 
granodiorítico de edad laramídica, cortado por un intrusivo 
porfídico cuarzo-feldespático. En esta estructura se aloja la 
parte principal del depósito, el cual es considerado como 
un pórfi do de molibdeno (Valenzuela-Navarro et al., 2005). 
La mineralización consiste esencialmente de molibdenita 
y calcopirita asociada con las zonas de alteración fílica y 
potásica (Leon y Miller, 1981). Las reservas se estiman 
en 100 Mt con 0.16% de Mo y concentraciones menores 
de Cu (Pérez-Segura, 1985). La alteración sericítica en 
las fracturas del granito Crestón indicó una edad K-Ar de 
53.5±1.1 Ma (Damon et al., 1983a), la cual representa la 
edad aproximada de la mineralización. Recientemente se 
obtuvo una edad similar basada en Re-Os en molibdenitas 
de 53.6 ± 0.2 Ma (Barra et al., 2005).
3.3. Dominio Central
3.3.1. Distrito de Suaqui Grande.
El distrito de Suaqui Grande se localiza en la región 
centro-oriental de Sonora a unos 150 km al E-SE de 
Hermosillo, e incluye los depósitos de Lucía (18), Suaqui 
Verde (19), Cuatro Hermanos (20), San Antonio de La 
Huerta (21) y Aurora (22) como los principales centros 
mineralizados. La geología de Suaqui Grande difi ere de 
los distritos ubicados al norte, básicamente en el hecho de 
que no se conocen afl oramientos de rocas del basamento 
proterozoico ni de su cubierta sedimentaria. Las rocas más 
antiguas consisten en una secuencia fuertemente defor-
mada de rocas sedimentarias de cuenca marina profunda 
del Paleozoico, sobreyacidas de manera discordante por 
rocas clástico-continentales del Triásico Tardío asociadas 
al Grupo Barranca. Estas rocas están a su vez cubiertas por 
una secuencia de fl ujos y tobas intermedias de edad laramí-
dica, las cuales presentan un miembro superior más félsico 
con horizontes locales de sedimentos lacustres (McDowell 
et al., 1994; 2001). Las rocas volcánicas laramídicas son 
particularmente abundantes en esta región de Sonora, 
en relación a la zona más al norte, en Sonora central, la 
cual pudo haber estado sujeta a los efectos de un mayor 
levantamiento tectónico y erosión (Valencia-Moreno et al., 
2001). Rocas intrusivas con composiciones entre cuarzo-
diorita y granito indican edades K-Ar entre 63.3±3.3 Ma a 
49.6±1.2 Ma (Damon et al., 1983a y 1983b) para esta parte 
del cinturón. Estos plutones están acompañados por intru-
sivos porfídicos tardíos de composición cuarzo-diorítica y 
cuarzo-monzonítica, algunos de los cuales constituyen los 
indicaron un rango de entre 56 y 40 Ma (Scherkenbach et 
al., 1985; Damon et al., 1983a), lo cual sugiere un perio-
do relativamente largo para actividad hidrotermal en este 
distrito. Sin embargo, recientemente dos edades Re-Os en 
molibdenitas indicaron una edad coincidente de 58.7 ± 0.2 
Ma (Barra et al., 2005).
De acuerdo con Scherkenbach et al. (1985), la minera-
lización en Cumobabi ocurrió en dos pulsos principales. El 
primero estuvo asociado a la alteración potásica y consiste 
en molibdenita, pirita, cuarzo, calcopirita, anhidrita y apa-
tito. El segundo pulso se asocia a la alteración sericítica y 
consiste en calcopirita, ilmenita, anhidrita, tetraedrita, esfa-
lerita, galena, siderita y turmalina. Las brechas de la zona de 
San Judas-Transvaal comúnmente contienen más del 10% 
de Mo, mientras que las rocas en las que se emplazaron 
estas estructuras contienen menos del 0.01% de Mo. En la 
mina Washington, las brechas están dominadas por pirita, 
calcopirita, molibdenita y scheelita asociada a la alteración 
potásica (Simmons y Sawkins, 1983). El depósito de Cobre 
Rico es muy poco conocido en la literatura, pero se sabe 
que tuvo actividad minera en el pasado (Scherkenbach et 
al., 1985). Se trata de una brecha de colapso hospedada en 
rocas volcánicas, desarrollada en una zona de alteración 
sericítica y propilítica (Echávarri-Pérez, 1978; Consejo de 
Recursos Minerales, 1992). 
Figura 11. Mapa de la distribución hipotética de los distintos dominios 
de basamento en los que se emplazó el cinturón de pórfi dos de cobre el 
noroeste de México, mostrando la península de Baja California restituida 
a su posición pre-apertura del Golfo de California (de acuerdo con Gastil 
et al., 1991).
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 17
mineral se asocia a cuerpos porfídicos de granodiorita 
y granito (Zürcher, 2002), y consiste en brechas mine-
ralizadas con pirita, calcopirita y molibdenita, con una 
pequeña zona de enriquecimiento supergénico y reservas 
de aproximadamente 212 Mt con 0.43% de Cu y 0.022% 
de Mo (Pérez-Segura, 1985; Barton et al., 1995). Estudios 
recientes de Re-Os en molibdenitas arrojaron una edad de 
55.7 ± 0.3 Ma para este depósito (Barra et al., 2005). En 
Suaqui Verde, la mineralización está asociada a una zona de 
alteración potásica controlada por un intrusivo cuarzo-dio-
rítico, y se caracteriza por la presencia de pirita, calcopirita 
y molibdenita (Flores-Vázquez et al., 2004). Se observa 
además una pequeña zona de enriquecimiento supergénico 
con leyes de 0.1-0.15% de Cu en forma de calcocita (Pérez-
Segura, 1985; Barton et al., 1995) y una interesante zona de 
de óxidos de cobre como cementante de un conglomerado, 
indicando la presencia de cobre exótico. Dos fechamientos 
recientes basados en Re-Os en molibdenitas indicaron 
edades de 56.8 ± 0.2 y 57.0 ± 0.3 Ma para este depósito 
(Barra et al., 2005). Lucía es un depósito pequeño ubicado 
al oeste de Suaqui Verde, en el que se reconoce una zona 
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centros de la mineralización de cobre del distrito. Edades 
K-Ar obtenidas en minerales de alteración sugieren que el 
pulso hidrotermal tuvo lugar entre 59 y 53 Ma (Damon et 
al., 1983a).
A pesar de que ninguno de los sitios mineralizados de 
Suaqui Grande es actualmente económico, recientemente 
se han realizado programas de barrenación en San Antonio 
de La Huerta y Cuatro Hermanos. El depósito de San 
Antonio de La Huerta, también llamado “Luz de Cobre” 
se desarrolló en una secuencia de rocas sedimentarias de 
cuenca marina del Paleozoico sobreyacidas por las rocas 
triásicas del Grupo Barranca. La mineralización se relacio-
na esencialmente a estructuras brechoides con molibdenita, 
calcopirita, calcocita, covelita y digenita, incluyendo 207.4 
ton of U3O8 (Barton et al., 1995; Pérez-Segura, 1985). 
Además, existen valores de Au y Ag en vetas de cuarzo y 
zonas de reemplazamiento cercanas a las brechas (Barton 
et al., 1995). El depósito Aurora, ubicado un poco al sur 
de San Antonio, es uno de los menos conocidos en el dis-
trito con leyes máximas del 0.1% de Cu y 0.015% de Mo 
(Solano-Rico, 1975). En Cuatro Hermanos, el depósito 
Figura 12. Mapa del cinturón de pórfi dos de cobre y depósitos afi nes de México mostrando los depósitos individuales discutidos en el texto. La región 
identifi cada como el “cinturón laramídico” representa la zona potencialmente más importante y relativamente más antigua del cinturón. Las líneas 
punteadas representan los límites del cinturón y las regiones delimitadas en la parte central y sur del mismo indican posibles dominios temporales.
Valencia-Moreno et al.1818
mineralizada con Cu-Mo en stockwork y brechas asocia-
das a un plutón tonalítico (Pérez-Segura, 1985), del cual 
existe muy poca información en la literatura. Se mencionan 
ademáslos depósitos de San Martín, La Cardeleña, San 
Ignacio y Mónica como otros posibles pórfi dos de cobre 
en este distrito (Consejo de Recursos Minerales, 1992), 
pero sus características geológico-económicas no han sido 
documentadas. 
3.3.1. Distrito de San Nicolás.
San Nicolás se localiza en la parte oriental de Sonora, 
cerca del límite con Chihuahua y a unos 200 km al E-SE de 
la ciudad de Hermosillo. La geología del distrito consiste 
en un intrusivo granodiorítico con una edad 40Ar/39Ar en 
hornablenda de 56.7±0.40 Ma (Gans 1997), y una secuencia 
de rocas volcánicas contemporáneas de composición inter-
media, cubiertas por gruesas pilas de fl ujos ignimbríticos 
del Oligoceno-Mioceno. Es interesante hacer notar que 
este distrito, al igual que el de Suaqui Grande, se localizan 
dentro de la cuenca tectónica del Grupo Barranca anterior-
mente mencionada, que se considera una estructura tipo rift 
(Stewart y Roldán-Quintana, 1991). La aparente orienta-
ción E-W en la distribución de los diferentes depósitos en 
esta zona sugiere que las estructuras profundas que limitan 
esta cuenca pudieron haber servido como un importante 
control para la circulación de los fl uidos mineralizantes.
El distrito de San Nicolás incluye dos depósitos cono-
cidos como Los Verdes (23) y Tres Piedras (24), ambos 
localizados en el plutón granodiorítico. En Los Verdes, la 
mineralización consiste en un skarn de granate-epidota-
cuarzo-calcita con fl uorita, pirita, calcopirita y powellita. 
Presenta también una serie de diques pegmatíticos con wol-
framita, molibdenita, pirita, calcopirita, calcocita y scheeli-
ta, y una zona de alteración tipo “greisen” con scheelita y 
calcopirita (Barton et al., 1995). Las reservas de Los Verdes 
se estiman en 10 Mt de mineral con 0.25% de Mo, 0.2% de 
Cu y 0.2% de WO3 (Pérez-Segura, 1985). Este depósito 
se encuentra actualmente inactivo, pero entre 1916-1945 
produjo 90,000 tons de mineral con 1.3% de WO3 (Barton 
et al., 1995). En Tres Piedras, la mineralización se asocia 
a una brecha con pirita, calcopirita, bornita, molibdenita, 
wolframita y scheelita (Mead et al., 1988).
3.4. Dominio Sur
3.4.1. Piedras Verdes.
Piedras Verdes (25) es un depósito aislado localizado en 
el sur de Sonora, a 35 km al este de la ciudad de Navojoa 
(Figura 6). De acuerdo con Dreier y Braun (1995), la 
mineralización se emplazó en una secuencia deformada 
de sedimentos marinos de aguas profundas, que pudiera 
correlacionarse con una secuencia similar que afl ora en le 
norte de Sinaloa (Mullan, 1978; Gastil et al., 1991). Estas 
rocas están intrusionadas por una granodiorita laramídica, 
cortada a su vez por una familia de pórfi dos, incluyendo un 
plutón granodiorítico de unos 62 Ma, a los cuales se aso-
cia la mineralización, fechada por Re-Os en molibdenitas 
en aproximadamente 60 Ma (Espinosa-Perea, 1999). De 
acuerdo con Dreier y Braun (1995), el depósito de Piedras 
Verdes consiste en un stockwork de pirita, calcopirita y 
molibdenita con contenidos del 0.15%-0.3% de Cu y va-
lores de Mo relativamente mayores en las partes interiores 
del sistema, decreciendo a menos de 0.1% de Cu y casi 
nada de Mo hacia afuera. Incluye además una zona de 
enriquecimiento secundario a partir de una mena primaria 
de baja ley de pirita y calcopirita. Se estiman reservas de 
290 Mt de mineral con una ley promedio de 0.37% de Cu 
(Espinosa-Perea, 1999). 
Al noreste de Navojoa (Figura 6) y relativamente 
cerca de Piedras Verdes, existe un skarn conocido como 
Sara Alicia (26), que se desarrolló en el contacto entre 
sedimentos mesozoicos indiferenciados con un intrusivo 
laramídico. Este skarn está muy poco documentado en la 
literatura, sin embargo, lo más interesante de este pequeño 
depósito es la presencia de una rara asociación polimetálica, 
caracterizada por Au-Cu-Co (Pérez-Segura, 1985; Pérez-
Segura et al., 1995). Esta asociación de metales pudiera 
ser indicativa de condiciones radicalmente distintas en la 
fuente, en comparación con los distritos localizados más 
al norte en el cinturón de cobre.
3.4.2. Distrito de Batopilas.
El distrito de Batopilas se localiza en el suroeste de 
Chihuahua cerca del límite Sonora-Sinaloa-Chihuahua, 
en la región del poblado del mismo nombre (Figura 6). El 
distrito incluye algunas zonas que llegaron a ser famosas 
minas de plata (Goodell, 1995), las cuales se consideran 
posiblemente asociadas con sistemas de pórfi do de co-
bre (Wilkerson et al., 1988). Las rocas más antiguas en 
Batopilas consisten en andesitas muy alteradas y rocas 
plutónicas contemporáneas de composición granodiorítica 
y cuarzo-diorítica (Bagby et al., 1981). Estas rocas están 
discordantemente sobreyacidas por una secuencia del 
Oligoceno de brechas volcánicas, conglomerados y tobas 
riolíticas (Wilkerson et al., 1988). A pesar de los muchos 
depósitos minerales que se conocen en este distrito, sólo 
en dos casos parecen representar verdaderos pórfi dos de 
cobre, que son Satevo-Tahonas (27) y Cerro Colorado (28). 
El primero contiene Au en una superfi cie de oxidación 
llamada el gossan de Corralitos, probablemente asociado 
a una micro-cuarzodiorita con una edad K-Ar en biotita 
de 51.6±1.1 Ma (Wilkerson et al., 1988). Las reservas 
se estiman en 4 Mt de mineral con leyes del 4% de Cu y 
2 Mt de mineral con leyes de entre 2 a 3 gr/ton de Au y 
concentraciones variables de Cu en las partes superiores de 
la superfi cie de oxidación (Barton et al., 1995). En Cerro 
Colorado, la mineralización se asocia con una intrusión 
dómica de granodiorita que dio lugar a zonas de stockwork 
con pirita y cuarzo con Au, cuyas reservas se estiman en 
unos 3 Mt de mineral con 0.3% de Cu y 0.4 gr/ton de Au 
(Barton et al., 1995).
Depósitos de tipo pórfi do cuprífero en México y su situación en el contexto mundial 19
3.4.3. Distrito de Choix 
El distrito de Choix se localiza en el noroeste de Sinaloa 
a 25 km al N-NW del poblado de Choix. Incluye los de-
pósitos de Santo Tomás (29) y La Reforma (30), ambos 
ubicados en el batolito de Choix. Santo Tomás consiste 
en una zona con cobre diseminado en un sistema centrado 
en un pórfi do cuarzo-monzonítico hospedado en calizas 
cretácicas y andesitas metamorfi zadas (Bustamante-Yáñez, 
1986; Clark et al., 1988). La edad de la mineralización, en 
base a una edad K-Ar en sericita es de 57.2±1.2 Ma (Damon 
et al., 1983a). Las reservas del depósito se estiman en 250 
Mt con valores de 0.45 a 0.52% de Cu, incluyendo un hori-
zonte de enriquecimiento secundario de aproximadamente 
14 Mt con 0.74% de Cu y 0.05 gr/ton de Au (Barton et al., 
1995). Existen además otras zonas aledañas a estos depó-
sitos como El Magistral, ubicada unos pocos kilómetros al 
sureste de Santo Tomás, donde se observan varias brechas 
con oro libre en superfi cies de oxidación, particularmente 
en El Orito y El Plátano, las cuales han tenido una continua 
actividad minera informal (Bustamante-Yáñez, 1986). La 
Barranca es otra brecha cercana con mineralización de Au y 
Cu asociada a una superfi cie de enriquecimiento secundario 
con evidencias de antiguas obras mineras (Bustamante-
Yáñez, 1986). El depósito de La Reforma, ubicado a unos 
7.5 km al norte de Santo Tomás, contiene mineralización 
de Zn-Pb-Cu-Ag en zonas de reemplazamiento de calizas 
cretácicas, cortadas por una granodiorita y un pórfido 
granítico que dieron edades K-Ar en biotita de 59.9±1.3 
y 59.2±1.3 Ma, respectivamente (Damon et al., 1983a; 
Clark et al., 1988).
3.4.4. La Guadalupana y Cerro Colorado.
Muy poco se conoce en la literatura respecto a las 
características geológicas y económicas de prospectos de 
La Guadalupana (31) y Cerro Colorado (32). En el caso de 
La Guadalupana, el depósito consiste en una pequeña zona 
mineralizada ubicada en la parte suroeste de Chihuahua 
cerca del límite con Sinaloa, y consiste en vetas de fi sura 
con Cu, Mo y W cortando a un intrusivo granodiorítico 
con una edad K-Ar en biotita de 59.4±1.2 Ma (Damon 
et al., 1983a). En Cerro Colorado, localizado a 50 km al 
sureste